Sismología_Arequipa

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Sesión 1 
 
• 1. GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA 
– 1.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
– 1.2. DERIVA CONTINENTAL 
– 1.3. EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
– 1.4. TECTÓNICA DE PLACAS 
 
• 2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS:FALLAS 
– 2.1. DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
– 2.2. EJEMPLOS DE FALLAS 
Cusco, Altyn Tagh, S. Ramón, Enriquillo, S. Andrés 
– 2.3. REBOTE ELÁSTICO (Terremoto de S. Francisco) 
 
• 3. TERREMOTOS. DISTRIBUCIÓN y LOCALIZACIÓN 
– 3.1. SISMO O TERREMOTO 
– 3.2. SISMICIDAD GLOBAL 
– 3.3. CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
– 3.4. TERREMOTOS HISTÓRICOS 
 
 
 
Sesión 2 
 
 4. ONDAS QUE SE PRODUCEN EN LOS TERREMOTOS 
◦ 4.1. TEORIA DE LA ELASTICIDAD 
◦ 4.2. PARÁMETROS DE LAS ONDAS 
◦ 4.3. TIPOS DE ONDA EN TERREMOTOS (P, S, LR, LQ) 
 
 8. MEDIDAS DE LOS TERREMOTOS 
◦ 8.1. INTENSIDAD Y MAGNITUD. RELACIÓN 
◦ 8.2. ENERGÍA LIBERADA 
◦ 8.3. FRECUENCIA 
◦ 8.4. SISMÓGRAFOS 
 
 
 INTRODUCCIÓN 
◦ DEFINICIÓN SISMO Y SISMOLOGÍA 
◦ REVISIÓN HISTÓRICA 
 
 
SISMO o TERREMOTO: Sacudida o movimiento brusco del terreno, 
generalmente producidos por disturbios tectónicos (ocasionado 
por fuerzas que tienen su origen en el interior de la Tierra) o 
volcánicos (producido por la extrusión de magma hacia la 
superficie). Esta sacudida lleva consigo una liberación de energía 
la cual se transmite en forma de ondas elásticas, causando 
vibraciones y oscilaciones a su paso a través de del interior de la 
Tierra hasta llegar a la superficie terrestre. 
 
SISMOLOGÍA: Rama de la Geofísica que se encarga del estudio del 
origen y características de los terremotos, así como la 
propagación de las ondas (sísmicas) generadas en el interior y 
superficie de la Tierra y los medios que estas atraviesan. 
 
 
INTRODUCCIÓN 
Origen y características 
(localización, orientación, mecanismo, 
tamaño…) 
↓ 
elaborar modelos realistas 
que ayuden a la predicción de 
terremotos 
↕ 
elaborar modelos de 
prevención para atenuar los 
efectos destructivos 
Ondas sísmicas 
 
 
↓ 
de ellas depende el tipo de 
daños que causa un sismo 
+ 
 información acerca de lo que 
está ocurriendo en la fuente y 
del medio material que han 
atravesado 
 
 
Medios 
 
 
 ↓ 
conocer la 
estructura de la 
Tierra 
 
 
A su vez este 
conocimiento nos lleva a 
localizar correctamente 
los sismos y estudiar las 
ondas que generan 
INTRODUCCIÓN 
• Ciencia que tarda en desarrollarse debido a que eran tratados como fenómenos 
divinos. 
• 132 d.C: Zhang Heng “detector de terremotos”. 
s. XVII (1660): Hooke “Ley de la Elasticidad”. 
s. XVIII: Navier “Ecuaciones generalizadas de la elasticidad”. 
s. XIX: Cauchy y Bisson “Teoría de la eslasticidad moderna”. 
1883: De Rossi y Forel proponen la primera escala de intensidades para cuantificar el daño. 
1892: John Milne desarrolla el 1er sismógrafo. 
1900: Los científicos utilizan la investigación sismográfica para investigar la estructura interna de la Tierra, desarrollando un modelo de capas 
concéntricas que son el núcleo, el manto y la corteza. 
1902: Mercalli revisa y modifica la escala de intensidades de Rossi y Forel. 
1906: Terremoto de San Francisco. 
H.F. Reid: “Teoría del Rebote Elástico” (mecanismo de generación de sismos) 
R.D. Oldham: existencia de un núcleo líquido, más denso. 
 
 
REVISIÓN HISTÓRICA 
INTRODUCCIÓN 
líquido, más denso. 
 
 
REVISIÓN HISTÓRICA 
INTRODUCCIÓN 
Era un dispositivo de cobre en forma de jarrón, de unos dos metros y medio de 
diámetro, con ocho cabezas de dragones colocados según las direcciones de los puntos 
cardinales (N, S, E, O, NE, NO, SE, SO). 
Las cabezas miran hacia el suelo y sujetan una pequeña bola de bronce entre sus fauces. 
Si la máquina detectaba un temblor de tierra, una bola de bronce, automáticamente, se 
soltaba y caía en la boca de de los sapos situados inmediatamente debajo. 
El jarrón de cobre servía como amplificador de la vibración producida y un péndulo interior 
era el encargado de accionar un mecanismo que hacía desprenderse la bola sujetada por el 
dragón colocado en la posición más próxima al origen del seísmo. 
La posición de uno de los sapos en cuestión indicaba la dirección en la cual procedía el 
temblor. 
El invento original no se conserva, y a pesar de existir numerosas reproducciones, la 
mayoría de ellas son simplemente ornamentales, de hecho, fue en 2005 cuando se 
consiguió una reconstrucción funcional del 'didong yi', y para ello hizo falta un equipo 
multidisciplinar de siete personas, formado por sismólogos, arqueólogos e ingenieros 
chinos. 
• Ciencia que tarda en desarrollarse debido a que eran tratados como fenómenos divinos. 
• 132 d.C: Zhang Heng “detector de terremotos”. 
• s. XVII (1660): Hooke “Ley de la Elasticidad”. 
• s. XVIII: Navier “Ecuaciones generalizadas de la elasticidad”. 
• s. XIX: Cauchy y Bisson “Teoría de la eslasticidad moderna”. 
• 1883: De Rossi y Forel proponen la primera escala de intensidades para cuantificar el daño. 
• 1892: John Milne desarrolla el 1er sismógrafo. 
• 1900: Los científicos utilizan la investigación sismográfica para investigar la estructura interna de la Tierra, 
desarrollando un modelo de capas concéntricas que son el núcleo, el manto y la corteza. 
• 1902: Mercalli revisa y modifica la escala de intensidades de Rossi y Forel. 
• 1906: Terremoto de San Francisco. 
– H.F. Reid: “Teoría del Rebote Elástico” (mecanismo de generación de sismos) 
– R.D. Oldham: existencia de un núcleo líquido, más denso. 
 
 
REVISIÓN HISTÓRICA 
INTRODUCCIÓN 
• 1909: Mohorovicic, descubre la interfase Corteza – Manto (terremotos cercanos a Yugoslavia). 
• 1913: Gutenberg, determina la distancia entre el Manto y el Núcleo. 
• 1915: Wegener, “Deriva Continental”. 
• 1935: Charles Richter propone una escala de magnitudes para sismos locales. 
• 1939: Lehmann, estudio del Núcleo. 
• 1955: Benioff interpretóla inclinación de la zona sísmica como "una gigantesca falla de penetración entre dos cuerpos 
rígidos”. 
Década de los ‘60: 
• Hess, “Expansión del Fondo Oceánico” 
• Wilson, término “Placa”. 
• “Tectónica de Placas” 
• Hechos/Estudios fortuitos con finalidad diferente: p.e. la instalación de redes de sismógrafos para el control de las 
explosiones nucleares . Los datos obtenidos revelaron que la mayoría de los terremotos se concentraban en zonas muy 
estrechas (límites de placas) lo cual produjo el apoyo definitivo de la Tectónica de Placas. 
 
 
REVISIÓN HISTÓRICA 
INTRODUCCIÓN 
 
 
El desarrollo de la sismología y el estudio de las 
ondas sísmicas ha generado un mayor 
entendimiento de la estructura de la Tierra 
dando apoyo a hipótesis como la de la Deriva 
Continental y desarrollando teorías como la 
Tectónica de Placas. 
 
REVISIÓN HISTÓRICA 
INTRODUCCIÓN 
Sesión 1 
 
• 1. GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA 
– 1.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
– 1.2. DERIVA CONTINENTAL 
– 1.3. EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
– 1.4. TECTÓNICA DE PLACAS 
 
• 2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS: FALLAS 
– 2.1. DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
– 2.2. EJEMPLOS DE FALLAS 
– Cusco, Altyn Tagh, S. Ramón, Enriquillo, S. Andrés 
– 2.3. REBOTE ELÁSTICO (Terremoto de S. Francisco) 
 
• 3. TERREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
– 3.1. SISMO O TERREMOTO 
– 3.2. SISMICIDAD GLOBAL 
– 3.3. CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
– 3.4. TERREMOTOS HISTÓRICOS 
 
 
 
Sesión 2 
 
◦ 4. ONDAS QUE SE PRODUCEN EN LOS 
TERREMOTOS 
◦ 4.1. TEORIA DE LA ELASTICIDAD 
◦ 4.2. PARÁMETROS DE LAS ONDAS 
◦ 4.3. TIPOS DE ONDA EN TERREMOTOS (P, S, LR, 
LQ) 
 
 5. MEDIDAS DE LOS TERREMOTOS 
◦ 8.1. INTENSIDAD Y MAGNITUD. RELACIÓN 
◦ 8.2. ENERGÍA LIBERADA 
◦ 8.3. FRECUENCIA 
◦ 8.4. SISMÓGRAFOS 
 
 
 INTRODUCCIÓN 
◦ DEFINICIÓN SISMO Y SISMOLOGÍA 
◦ REVISIÓN HISTÓRICA 
 
 
ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
1909 
1913 
1939 
•Corteza (3-70 km): 
Predominan SiAl de 
densidad no muy alta. 
Corteza Continental: 
Rocas graníticas (baja 
densidad) 
Corteza Oceánica: 
Rocas basálticas (más 
densas) 
•Manto: 
SiFe y Mg (alta densidad) 
•Núcleo: 
Fe, Ni y otros elementos 
(muy alta densidad) 
Modelo Estático 
(Composición química) 
+d 
3.5 g/cm3 
9.4-11.5 g/cm3 
5.7 g/cm3 
15 g/cm3 
2.7 g/cm3 
ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
900ºC 
10 kb 
2900ºC 
1400 kb 
 
5000ºC 
•Corteza (3-70 km): 
Predominan SiAl de 
densidad no muy alta. 
Corteza Continental: 
Rocas graníticas (baja 
densidad) 
Corteza Oceánica: 
Rocas basálticas (más 
densas) 
•Manto: 
Si Fe y Mg (alta densidad) 
•Núcleo: 
Fe, Ni y otros elementos 
(muy alta densidad) 
Modelo Estático 
(Composición química) 
+d, P, T 
3.5 g/cm3 
9.4-11.5 g/cm3 
5.7 g/cm3 
15 g/cm3 
Modelo Dinámico 
(Comportamiento mecánico) 
400 kb 
 
2.7 g/cm3 
ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
900ºC 
10 kb 
2900ºC 
1400 kb 
 
5000ºC 
•Corteza (3-70 km): 
Predominan SiAl de 
densidad no muy alta. 
Corteza Continental: 
Rocas graníticas (baja 
densidad) 
Corteza Oceánica: 
Rocas basálticas (más 
densas) 
•Manto: 
Si Fe y Mg (alta densidad) 
•Núcleo: 
Fe, Ni y otros elementos 
(muy alta densidad) 
Modelo Estático 
(Composición química) 
+d, P, T 
3.5 g/cm3 
9.4-11.5 g/cm3 
5.7 g/cm3 
15 g/cm3 
Modelo Dinámico 
(Comportamiento mecánico) 
400 kb 
 
2.7 g/cm3 
ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
900ºC 
10 kb 
2900ºC 
1400 kb 
 
5000ºC 
•Corteza (3-70 km): 
Predominan SiAl de 
densidad no muy alta. 
Corteza Continental: 
Rocas graníticas (baja 
densidad) 
Corteza Oceánica: 
Rocas basálticas (más 
densas) 
•Manto: 
Si Fe y Mg (alta densidad) 
•Núcleo: 
Fe, Ni y otros elementos 
(muy alta densidad) 
Modelo Estático 
(Composición química) 
+d, P, T 
3.5 g/cm3 
9.4-11.5 g/cm3 
5.7 g/cm3 
15 g/cm3 
Modelo Dinámico 
(Comportamiento mecánico) 
400 kb 
 
•Litosfera (100Km) 
Rígida. Sólida. 
Coincide con la corteza y la 
parte rígida del manto 
superior. 
•Astenosfera: 
Parcialmente fundida con 
bastante plasticidad debido a 
la P y T. 
•Mesosfera o Manto : 
Sólida mas o menos rígida 
pero con cierta plasticidad. 
Con fusiones parciales en el 
contacto con el núcleo 
provocando el ascenso. 
•Núcleo externo: 
Líquido , metal fundido. 
•Núcleo interno: 
Sólido, rígido. 
 
 
2.7 g/cm3 
Fusiones Parciales (↓d) 
Ascenso (+ligeros) 
p 
L 
S 
K 
p 
ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
• Estos movimientos convectivos generados en el manto y 
en la astenosfera (materiales plásticos) producen el 
desplazamiento de la litosfera (sólida y rígida) 
apareciendo el término “placa” y desarrollándose la 
Tectónica de Placas (geólogos Wilson y Pitman; los 
geofísicos Hammond Hess y Allan V. Cox; y los 
sismólogos Sykes, Kanamori y Ewing. Década de los 60). 
 
• La Teoría de la Tectónica de Placas recoge: 
– Th. Deriva Continental (Wegener, 1915) 
– Th. Expansión del Fondo Oceánico ( Hess, años ‘60) 
 
 
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL 
(Wegener, 1915) 
• Hipótesis: 
– (225 m.a- Paleozóico) 
Único Supercontinente: PANGEA 
Único Océano: PANTALASIA 
– (125 m.a-Jurásico) 
Fracturación PANGEA 
Fragmentos se alejan: diferentes 
Océanos y Continentes 
– (Actualidad) 
Observaciones: 
Geográficas 
Geológicas 
Paleontológicas 
Paleoclimáticas 
 
 
Forma de los continentes permite 
encajarlos. 
 
Tener en cuenta erosión costera y 
los cambios de n.m. 
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL 
(Wegener, 1915) 
• Observaciones: 
– Geográficas, Geológicas, Paleontológicas, 
Paleoclimáticas 
 
 
Formaciones montañosas 
equivalentes: 
 
S. África- S. América 
Europa – N. América 
Inglaterra/Francia- Costa E de N. 
América 
 
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL 
(Wegener, 1915) 
• Observaciones: 
– Geográficas, Geológicas, Paleontológicas, 
Paleoclimáticas 
 
 
Registro fósil indica que fauna y 
flora compartieron un territorio 
común. 
 
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL 
(Wegener, 1915) 
• Observaciones: 
– Geográficas, Geológicas, Paleontológicas, 
Paleoclimáticas 
 
 
Depósitos glaciares en India, 
Australia, América del S. y África 
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL 
(Wegener, 1915) 
Estudio de los climas del pasado 
• Observaciones: 
– Geográficas, Geológicas, Paleontológicas, 
Paleoclimáticas 
 
 
• Hipótesis: 
– (225 m.a- Paleozóico) 
Único Supercontinente: PANGEA 
Único Océano: PANTALASIA 
– (Jurásico) 
Fracturación PANGEA 
Fragmentos se alejan: diferentes 
Océanos y Continentes 
– (Actualidad) 
• Observaciones: 
– Geográficas, Geológicas 
– Paleontológicas, Paleoclimáticas 
 
 
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL 
(Wegener, 1915) 
• Wadati y Benioff (Japón y costa W de América, 1935 y 1955): 
observaron, independientemente, la existencia de una zona 
estrecha de la litosfera por la que se distribuyen en profundidad 
de los focos sísmicos y que indica la zona de subducción (una 
placa litosférica se sumerge bajo otra). 
 
Benioff: plotea los terremotos de la costa W de América y 
observa que todos se distribuían en una banda de 30-40 Km 
que aumentaba su pendiente en profundidad, variando desde 
30-60º. 
 
 ZONAS de SUBDUCCIÓN. WADATI- BENIOF 
 ZONAS de SUBDUCCIÓN. WADATI- BENIOF 
TH. EXTENSION DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
(Hess, años ´60) 
• Las corrientes convectivas del manto producen el 
ascenso de material caliente que provoca la fracturación 
y adelgazamiento de la litosfera, generando un surco o 
rift. 
• Estos materiales que intruyen empujan lateralmente a 
los ya formados separando las placas y generando 
nueva corteza. 
Mar Rojo (África y Asia) Océano Atlántico 
TH. EXTENSION DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
(Hess, años ´60) 
Mar Rojo (África y Asia) Océano Atlántico 
 
Th. TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
• Valida y aúna todas estas observaciones: Deriva Continental, 
Zona de Wadati-Benioff, Expansión de Fondos oceánicos. 
• Explica el proceso de deformación, destrucción y 
movimientos de la corteza del planeta. 
• Establece que: 
– La litosfera está organizada en conjuntos rígidos estables, 
denominados PLACAS. 
– Estas placas se encuentran juntas y se mueven 
independientemente, acercándose, alejándose o deslizándose unas 
respecto de otras. 
– El movimiento de las placas es debido al ascenso de material 
caliente del manto por corrientes de convección. 
– El material convectivo que asciende desde el manto a zonas más 
frías empuja y rompe la placa generando nueva corteza. 
 
 
Th. TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
• Establece que: 
– La litosfera está organizada en conjuntos rígidos estables, 
denominados PLACAS. 
– Estas placas se encuentran juntas y se mueven 
independientemente, acercándose, alejándose o deslizándose unas 
respecto de otras. 
– El movimiento de las placas es debido al ascenso de material 
caliente del manto por corrientes de convección. 
– El material convectivo que asciende desde el manto a zonas más 
frías empuja y rompe la placa generando nueva corteza. 
 
Tipos de placas tectónicas 
Continental: poseen principalmente litosfera continental. 
Oceánica: no poseen litosfera continental. 
Mixtas: Poseen litosfera oceánica y continental. 
•8 grandes placas: 
Africana 
Antártica 
Euroasiática 
Indo-australiana 
Nazca 
Norteamericana 
Pacífica 
Sudamericana 
•Placas más pequeñas: 
Arábiga 
Caribe 
Cocos 
Filipina 
Somalí 
•v=5-10 cm/año 
Th. TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
Th. TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
• Tipos de bordes de placas: 
– La principal actividad sísmica a nivel mundial (99%) se sitúa en las zonas de deformación tectónica, es 
decir en los límites entre los bloques de la corteza terrestre. 
– El tamaño de la Tierra no ha variado significativamente durante los últimos 600 millones de años. Este 
hecho implica que la corteza terrestre se destruye en la misma proporción en que es creada. 
 
 
 
Th. TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
Convergentes o Destructivos: En éstos se destruye litosfera. 
Coinciden con las fosas o zonas de subducción y zonas de 
colisión continental. 
Divergentes o Constructivos: Son en los que se crea nueva 
litosfera. 
Transformantes o Pasivos: Son neutrales, ya que no se crea 
ni se destruye litosfera. Las placas se desplazan 
lateralmente. 
 
Th.TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
Ejemplo placa de Sur América y Nazca (Cordillera de Los Andes) 
 
 
•La placa de Nazca se desplaza en dirección W-E y v=60 mm/año. 
•La placa de Sur América se desplaza en dirección E-W y v=10-20 mm/año. 
 
Nota: Falla transformante de San Andrés v= 5cm/año. 
Th. TECTÓNICA DE PLACAS (‘60) 
Estructura de la T en f (composición química): “d” aumenta con profundidad 
• Corteza (Rocas de SiAl) 
• Manto superior e inferior (Silicatos de Fe y Mg) 
• Núcleo Externo e interno (Fe y Ni) 
Estructura de la T en f( comportamiento): P y T aumenta con profundidad 
• Litosfera (Rígida) 
• Astenosfera (Plástica) 
• Mesosfera (Plástica) 
• Núcleo externo (Líquido) 
• Núcleo interno (Sólido) 
Th. Tectónica de Placas (Th. Deriva Continental +Th. Extensión F.O) 
• Explica el proceso de deformación, destrucción y movimientos de la corteza del planeta. 
• PLACA: bloques rígidos estable que forman la litosfera. Se mueven unas respecto de otras 
(acercan, alejan o deslizan) debido al ascenso de material caliente del manto por corrientes de 
convección que rompe la placa generando nueva corteza. 
 
 
 
 
 
 
RESUMEN 
Tipos de Placas: 
• Continental 
• Oceánica 
• Mixta 
Tipos de borde de Placas 
• Destructivos (Convergentes) 
– Oceánica – Oceánica (Japón) 
– Oceánico- Continental (Los Andes: Placa de Nazca subduce bajo Placa S. América) 
– Continental-Continental (Cordillera del Himalaya) 
• Constructivos (Divergentes) 
– Oceánica – Oceánica (Dorsal Medioatlántica) 
– Oceánica- Continental (Rift Continental) 
• Transformantes o Neutros (Falla de S. Andrés, S. Francisco, EEUU) 
 
https://www.youtube.com/watch?v=T2WqVjeOpXo&app=desktop 
 
 
 
RESUMEN 
https://www.youtube.com/watch?v=T2WqVjeOpXo&app=desktop
Sesión 1 
 
• 1. GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA 
– 1.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
– 1.2. DERIVA CONTINENTAL 
– 1.3. EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
– 1.4. TECTÓNICA DE PLACAS 
 
• 2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS: FALLAS 
– 2.1. DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
– 2.2. EJEMPLOS DE FALLAS 
– Cusco, Altyn Tagh, S. Ramón, Enriquillo, S. Andrés 
– 2.3. REBOTE ELÁSTICO (Terremoto de S. Francisco) 
 
• 3. TERREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
– 3.1. SISMO O TERREMOTO 
– 3.2. SISMICIDAD GLOBAL 
– 3.3. CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
– 3.4. TERREMOTOS HISTÓRICOS 
 
 
 
Sesión 2 
 
◦ 4. ONDAS QUE SE PRODUCEN EN LOS 
TERREMOTOS 
◦ 4.1. TEORIA DE LA ELASTICIDAD 
◦ 4.2. PARÁMETROS DE LAS ONDAS 
◦ 4.3. TIPOS DE ONDA EN TERREMOTOS (P, 
S, LR, LQ) 
 
 5. MEDIDAS DE LOS TERREMOTOS 
◦ 8.1. INTENSIDAD Y MAGNITUD. RELACIÓN 
◦ 8.2. ENERGÍA LIBERADA 
◦ 8.3. FRECUENCIA 
◦ 8.4. SISMÓGRAFOS 
 
 
 INTRODUCCIÓN 
◦ DEFINICIÓN SISMO Y SISMOLOGÍA 
◦ REVISIÓN HISTÓRICA 
 
 
Son zonas de fractura de la corteza terrestre que delimitan a las placas. Físicamente, 
una falla es la superficie de contacto entre estructuras geológicas adyacentes, a lo 
largo de la cual se pueden producir desplazamientos violentos, esa superficie se 
denomina plano de falla. 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
Son zonas de fractura de la corteza terrestre que delimitan a las placas. Físicamente, 
una falla es la superficie de contacto entre estructuras geológicas adyacentes, a lo 
largo de la cual se pueden producir desplazamientos violentos, esa superficie se 
denomina plano de falla. 
Clasificación en f: 
 
Tipo de salto 
(desplazamiento) entre 
bloques 
Falla Normal 
Fuente: Instituto Nacional de Prevención Sísmica, Argentina 
http://contenidos.inpres.gov.ar/docs/Fallas%20Geol%C3%B3gicas.pdf 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
Falla Inversa 
Fuente: Instituto Nacional de Prevención Sísmica, Argentina 
http://contenidos.inpres.gov.ar/docs/Fallas%20Geol%C3%B3gicas.pdf 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
Falla de desgarre, Terremoto de Izmit, Turquía (1999) 
Fuente: Instituto Nacional de Prevención Sísmica, Argentina 
http://contenidos.inpres.gov.ar/docs/Fallas%20Geol%C3%B3gicas.pdf 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
• Inactivas: aquellas originadas en el pasado geológico que no han manifestado 
actividad reciente (edad T= 4470 m.a). No representan ningún peligro sísmico 
para poblaciones cercanas. 
 
• Activas: aquellas que han producido movimientos en los últimos 10.000 años, o 
bien en su pasado geológico reciente, considerando los últimos 500.000 años. 
– Sísmicas: el deslizamiento entre bloques es repentino dando lugar a terremotos. 
– Asísmicas: el deslizamiento es lento y continuo, solo perceptible después de varios años de 
mediciones. 
 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
 
Tener en cuenta la ACTIVIDAD DE LA FALLA 
 Depende del modelo tectónico, tipo y geometría de la falla, tasa de acumulación de 
deformación, dirección de esfuerzos, carácter de la estratigrafía, propiedades de la 
corteza, complejidad y propiedades físicas de la zona. 
 
 
 
Tasa de deslizamiento: Cantidad de desplazamiento acumulativo en la edad geológica 
Dislocación por evento: Medidas en campo con estudios históricos, valores promedio y máximo 
Longitud de ruptura 
Tamaño del sismo: Magnitud Ms; Magnitud momento 
Intervalo de recurrencia: Diagrama de frecuencia vs. magnitud 
 
•Pronosticar los eventos futuros. 
•Estimar el riesgo sísmico. 
•Tomar las decisiones adecuadas en ingeniería. 
DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
FALLAS. Ejemplos 
• Falla Tambomachay (Cusco, Perú) 
 
“Estudio Sismotectónico de la Falla Tambomachay – Cusco” 
(Instituto Geofísico del Perú, 2013) 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco 
 
• La sismotectónica de las fallas activas del Cusco es poco conocida, y dentro de los temas 
de Investigación encaminados para el año 2013, se viene analizando la microsismicidad 
registrada por una red sísmica local compuesta por 6 estaciones de banda ancha, 
instalados sobre la falla Tambomachay, además de la estación sísmica CUS de la Red 
Sísmica Nacional. A la fecha se ha registrado importante actividad microsísmica (Octubre 
2012 a Enero 2013) con posible origen en esta falla, así como de otros que sugieren la 
existencia de áreas de deformación local que serán monitoreadas posteriormente. 
 
• El sistema de fallas del Cusco han dado origen a importantes sismos en el pasado (por 
ejemplo, 5 de abril de 1986, M=5.5) y que han producido daños importantes en las 
localidades entorno a las zonas epicentrales. 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
FALLAS. Ejemplos 
• Falla Tambomachay (Cusco, Perú) 
 
“Estudio Sismotectónico de la Falla Tambomachay – Cusco” 
(Instituto Geofísico del Perú, 2013) 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco 
 
 Objetivos 
• Analizar e identificar la microsismicidad presente que es asociada a la falla de 
Tambomachay (Cusco). 
• Identificar la geometría, orientación de los esfuerzos locales, longitud de la 
traza activa, la inclinación del plano de falla y su profundidad, de la falla de 
Tambomachay (Cusco). 
 
 
 
 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cuscohttp://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
• Falla Tambomachay (Cusco, Perú) 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
ESTUDIO DEL MAPA DE PELIGROS DE LA CIUDAD DEL CUSCO. PROYECTO: CIUDADES SOSTENIBLES. 
RUPERTO BENAVENTE VELASQUEZ, CARLOS FERNADEZ BACA VIDAL, ANDRES GOMEZ NOBLEGA. 
2004. 
http://bvpad.indeci.gob.pe/doc/estudios_CS/Region_Cusco/cusco/cusco_mp.pdf 
 
Huanacaure 
Kayra 
Tankarpata 
Huancaro 
Chocco 
Saylla 
http://bvpad.indeci.gob.pe/doc/estudios_CS/Region_Cusco/cusco/cusco_mp.pdf
• Falla Tambomachay (Cusco, Perú) 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
ESTUDIO DEL MAPA DE PELIGROS DE LA CIUDAD DEL CUSCO. PROYECTO: CIUDADES SOSTENIBLES. 2004 
RUPERTO BENAVENTE VELASQUEZ, CARLOS FERNADEZ BACA VIDAL, ANDRES GOMEZ NOBLEGA. 
http://bvpad.indeci.gob.pe/doc/estudios_CS/Region_Cusco/cusco/cusco_mp.pdf 
 
Conclusiones y recomendaciones 
http://bvpad.indeci.gob.pe/doc/estudios_CS/Region_Cusco/cusco/cusco_mp.pdf
• Falla Tambomachay (Cusco, Perú) 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
Estudio Sismotectónico de la Falla Tambomachay–Cusco. Inst. Geofísico del Perú. 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco 
 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
• Falla Tambomachay (Cusco, Perú) 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
Estudio Sismotectónico de la Falla Tambomachay–Cusco. Inst. Geofísico del Perú. 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco 
 
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
http://portal.igp.gob.pe/estudio-sismotectonico-falla-tambomachay-cusco
• Falla Altyn Tagh (China): Desgarre 
Longitud de 2500 Km. Por la colisión de la placa India con la Euroasiática. 
 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
• Falla Altyn Tagh (China): Desgarre 
Longitud de 2500 Km. Por la colisión de la placa India con la Euroasiática. 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
• Falla San Ramón (Chile): Inversa 
Longitud de 25 Km. Falla secundaria asociada con la generación de relieves frontales de cinturones de montaña. 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
Fuente: Artículo: Sondeo de grandes terremotos intraplaca en el flanco oeste de los Andes 
G. Vargas , Y. Klinger , TK Rockwell , SL Forman , S. Rebolledo , S. Baize , R. Lacassin , R. Armijo 
http://geology.geoscienceworld.org/content/42/12/1083#abstract-1 
 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
http://geology.geoscienceworld.org/content/42/12/1083
http://geology.geoscienceworld.org/content/42/12/1083
http://geology.geoscienceworld.org/content/42/12/1083
• Falla Enrriquillo (Haití): Desgarre 
Expresión superficial de más de 500 kilómetros, tanto en tierra como en el fondo marino. 
 Placas del Caribe y Norteamericana. 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
• Falla San Andrés (California): Desgarre 
Longitud de 1287 Km. Por desplazamiento derecho entre la Placa Norteamericana y la Placa del Pacífico. 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
• Falla San Andrés (California): Desgarre 
Longitud de 1287 Km. Por desplazamiento derecho entre la Placa Norteamericana y la Placa del Pacífico. 
 
 
 
FALLAS. Ejemplos 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
REBOTE ELÁSTICO 
Th. Rebote elástico (Terremoto de S. Francisco. Reid, 1906): Modelo que explica la 
generación de un terremoto y aunque se enunció para la Falla de San Andrés, que 
es una falla de desgarre que abarca todo el estado de California (límite de placas 
Pacífica y Norteamericana), se extiende para cualquier otro tipo de falla. 
 
La energía elástica acumulada en las zonas de convergencia o de movimientos 
relativos de placas, se libera súbitamente cuando se excede la capacidad resistente 
de los materiales, originándose las ONDAS SÍSMICAS. 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
REBOTE ELÁSTICO 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
Fallas 
• Son zonas de fractura de la corteza terrestre que delimitan a las placas. Físicamente, una falla es la superficie de 
contacto entre estructuras geológicas adyacentes, a lo largo de la cual se pueden producir desplazamientos 
violentos, esa superficie se denomina plano de falla. 
Clasificación en f ( tipo de salto) 
• Normal (Fuerzas Distensivas) 
• Inversa (Fuerzas Compresivas) 
• Desgarre (Cizalla) 
Clasificación en f (actividad) 
• Inactivas: sin actividad reciente. No representan peligro sísmico para poblaciones cercanas. 
• Activas: movimientos en los últimos 10.000 años, o bien en su pasado geológico reciente, considerando los 
últimos 500.000 años. 
– Sísmicas: deslizamiento entre bloques repentino = terremotos. 
– Asísmicas: deslizamiento lento y continuo, perceptible después de años. 
Th. Rebote elástico (Terremoto de S. Francisco para la Falla de S. Andrés, transformante) 
• Se extiende para cualquier otro tipo de falla. 
• La energía elástica acumulada en las zonas de convergencia o de movimientos relativos de placas, se libera 
súbitamente cuando se excede la capacidad resistente de los materiales, originándose las ONDAS SÍSMICAS. 
 
 
RESUMEN 
2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. FALLAS 
Sesión 1 
 
• 1. GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA 
– 1.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
– 1.2. DERIVA CONTINENTAL 
– 1.3. EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
– 1.4. TECTÓNICA DE PLACAS 
 
• 2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS: FALLAS 
– 2.1. DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
– 2.2. EJEMPLOS DE FALLAS 
– 2.3. REBOTE ELÁSTICO (Terremoto de S. Francisco) 
 
• 3. TERREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
– 3.1. SISMO O TERREMOTO 
– 3.2. SISMICIDAD GLOBAL 
– 3.3. CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
– 3.4. TERREMOTOS HISTÓRICOS 
 
 
 
Sesión 2 
 
◦ 4. ONDAS QUE SE PRODUCEN EN LOS 
TERREMOTOS 
◦ 4.1. TEORIA DE LA ELASTICIDAD 
◦ 4.2. PARÁMETROS DE LAS ONDAS 
◦ 4.3. TIPOS DE ONDA EN TERREMOTOS (P, 
S, LR, LQ) 
 
 5. MEDIDAS DE LOS TERREMOTOS 
◦ 8.1. INTENSIDAD Y MAGNITUD. RELACIÓN 
◦ 8.2. ENERGÍA LIBERADA 
◦ 8.3. FRECUENCIA 
◦ 8.4. SISMÓGRAFOS 
 
 
 INTRODUCCIÓN 
◦ DEFINICIÓN SISMO Y SISMOLOGÍA 
◦ REVISIÓN HISTÓRICA 
 
 
SISMO ó TERREMOTO 
El terremoto viene determinado por: 
• El punto o foco donde se produce la 
rotura y desde donde irradian las 
ondas sísmicas que se propagan en 
todas las direcciones, provocando la 
vibración del terreno, HIPOCENTRO. 
• El punto en la vertical y en superficie 
o primer punto donde llegan las 
ondas sísmicas en a la superficie, 
EPICENTRO. 
• La distancia en la vertical a la que está 
el hipocentro, DISTANCIA FOCAL. 
• La distancia entre el epicentro y la 
estación sismológica, DISTANCIA 
EPICENTRAL (en º ó Km). 
 Es la liberación súbita de energía elástica acumulada en el subsuelo que serefleja en un 
movimiento o vibración del terreno. 
Estación 
Sísmica 
Δº 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
SISMICIDAD GLOBAL 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
Anualmente hay una media de 30.000 terremotos naturales de los que se tengan datos. 
 
El 99% se producen en los límites de placas. 
 
Existen 3 zonas sísmicas importantes en la Tierra: 
 
• CINTURÓN CIRCUMPACÍFICO ó ANILLO DE FUEGO: Libera el 75-80% de la energía anual. 
 Comprende los terremotos que rodean el Pacífico: Costa W América. 
 
• MEDITERRÁNEA- TRANSASIÁTICA: Libera entre el 15-20% de la energía anual. 
 Comprende desde el punto triple de Las Azores, extendiéndose por el Mediterráneo, Italia y se 
une con el Cinturón Circumpacífico. 
 
• DORSALES OCEÁNICAS: Liberan entre el 3-7% de la energía anual. 
 
• INTRAPLACA: Liberan el 1% de la energía anual. 
SISMICIDAD GLOBAL 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
En función de la LOCALIZACIÓN del foco, de su profundidad, los terremotos se pueden 
clasificar: 
 
• SISMOS SUPERFICIALES : Aquellos cuyo foco se sitúa entre 0 y 70 km de profundidad. 
Son los más importantes por su ocurrencia. 
Liberan un 85% de la energía que se libera todos los años en forma de terremotos. 
Se producen en las 3 zonas. 
Son los únicos que se producen en la Zona de Dorsales Oceánicas. 
 
• SISMOS INTERMEDIOS: Aquellos cuyo foco se sitúa entre 70 y 300 km de profundidad. 
Liberan un 12 % de la energía anual. 
Se producen, en su gran mayoría, en las zonas de subducción. 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
 
• SISMOS PROFUNDOS: Aquellos cuyo foco se sitúa entre 300 y 700 km de profundidad. 
Hay muy pocos. Liberan un 3% de la energía anual. 
Son muy importantes para conocer la estructura de la Tierra en los márgenes 
destructivos, ya que son la prueba definitiva para la Tectónica de Placas. 
 
Cuando se produce un terremoto (mainshock) se pueden producir pequeños 
TERREMOTOS PREVIOS (foreshocks) y posteriores, RÉPLICAS (aftershocks). 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
TERREMOTOS HISTÓRICOS 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
Rank
ing 
Fecha y hora UTC Magnitud País Lugar 
1 
22 de mayo de 1960, 
15:11 
9,5 Chile Valdivia 
2 
26 de diciembre de 
2004 
9,3 Indonesia Frente al norte de Sumatra 
3 
28 de marzo de 1964, 
03:36 
9,2 Estados Unidos Anchorage, Alaska 
4 
4 de noviembre de 
1952, 16:58 
9 Rusia Península de Kamchatka 
5 
11 de marzo de 2011, 
14:46 
9 Japón Costa de Honshu 
6 
13 de agosto de 1868, 
21:30 
9 Perú Arica, actualmente Chile 
7 
24 de noviembre de 
1833, 15:00 
8,8-9,2 Indonesia Bengkulu, Sumatra 
8 
27 de febrero de 2010, 
03:34 
8,8 Chile Cobquecura (provincia de Ñuble) 
9 
31 de enero de 1906, 
15:36 
8,8 Ecuador-Colombia Frente a las costas de Esmeraldas 
10 
26 de enero de 1700 
21:00 
8,7 
Estados 
Unidos y Canadá 
California, Oregón, Washington y Colu
mbia Británica 
ÚLTIMOS TERREMOTOS 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
Rank
ing 
Fecha y hora UTC Magnitud País Lugar 
19 de septiembre de 
2017, 13:14: 
7,1 México Puebla 
7 de septiembre de 
2017, 23:49: 
8,2 México Chiapas 
16 de abril de 2016, 
18:58 
7,8 Ecuador Manabí 
Terremoto HOY: http://www.igp.gob.pe/ 
http://www.igp.gob.pe/
RESUMEN 
Terremoto 
• Liberación súbita de energía elástica acumulada en el subsuelo que se refleja en un movimiento 
o vibración del terreno 
Parámetros 
• Hipocentro: donde se produce la rotura y desde donde irradian las ondas sísmicas. 
• Epicentro: punto en la vertical y en superficie del hipocentro. 
• Distancia Epicentral: distancia (º o Km) entre el epicentro y la estación sismológica. 
Sismicidad Global 
• 99% de los terremotos se producen en los límites de placas 
– CINTURÓN CIRCUMPACÍFICO ó ANILLO DE FUEGO: Libera 75-80% Eanual. 
 Rodea el Pacífico: Costa W América. 
– MEDITERRÁNEA- TRANSASIÁTICA: Libera 15-20% Eanual. 
 Las Azores-Mediterráneo- Italia hasta el Cinturón Circumpacífico. 
– DORSALES OCEÁNICAS: Liberan 3-7% Eanual. 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
RESUMEN 
Clasificación en f ( profundidad del Foco) 
• SISMOS SUPERFICIALES : 0 y 70 km de profundidad. Son los más importantes por su ocurrencia. 
Liberan un 85% Eanual. 
Se producen en las 3 zonas. 
• SISMOS INTERMEDIOS: 70 y 300 km de profundidad. 
Liberan un 12 % Eanual. 
Se producen, en su gran mayoría, en las zonas de subducción. 
• SISMOS PROFUNDOS: 300 y 700 km de profundidad. 
Hay muy pocos. Liberan 3% Eanual. 
3. TERRREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
Sesión 1 
 
• 1. GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA 
– 1.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
– 1.2. DERIVA CONTINENTAL 
– 1.3. EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
– 1.4. TECTÓNICA DE PLACAS 
 
• 2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS: FALLAS 
– 2.1. DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
– 2.2. EJEMPLOS DE FALLAS 
– 2.3. REBOTE ELÁSTICO (Terremoto de S. Francisco) 
 
• 3. TERREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
– 3.1. SISMO O TERREMOTO 
– 3.2. SISMICIDAD GLOBAL 
– 3.3. CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
– 3.4. TERREMOTOS HISTÓRICOS 
 
 
 
Sesión 2 
 
 4. ONDAS QUE SE PRODUCEN EN LOS 
TERREMOTOS 
◦ 4.1. TEORIA DE LA ELASTICIDAD 
◦ 4.2. PARÁMETROS DE LAS ONDAS 
◦ 4.3. TIPOS DE ONDA EN TERREMOTOS (P, 
S, LR, LQ) 
 
 5. MEDIDAS DE LOS TERREMOTOS 
◦ 8.1. INTENSIDAD Y MAGNITUD. RELACIÓN 
◦ 8.2. ENERGÍA LIBERADA 
◦ 8.3. FRECUENCIA 
◦ 8.4. SISMÓGRAFOS 
 
 
 INTRODUCCIÓN 
◦ DEFINICIÓN SISMO Y SISMOLOGÍA 
◦ REVISIÓN HISTÓRICA 
 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
• Ondas P o Longitudinales: 
 
– Son las primeras que llegan a las 
estaciones sísmicas. 
– El desplazamiento de las partículas se 
produce en la dirección de propagación de 
la onda. 
– El paso de las ondas P produce que las 
partículas se compriman y expandan 
– Su velocidad se expresa con “α” y se 
puede expresar: en función de los Módulo 
de Young (E) y Poisson (ν) y, a su vez, con 
los coeficientes de Lamé (λ,µ). 
– Se transmiten por SÓLIDOS, LÍQUIDOS y 
GASES. 
 En líquidos y gases µ=0 (no cizalladura) y 
la velocidad será mas baja que en sólidos. 
BODY WAVES, ONDAS INTERNAS U ONDAS DE CUERPO (se propagan por el interior de la 
Tierra) 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
BODY WAVES, ONDAS INTERNAS U ONDAS DE CUERPO (se propagan por el interior de la 
Tierra) 
 
La velocidad aumenta enormemente con la 
densidad 
BODY WAVES, ONDAS INTERNAS U ONDAS DE CUERPO (se propagan por el interior de la 
Tierra) 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
• Ondas S , Transversales o de Cizalla: 
 
– Son las segundas que llegan a las estaciones 
sísmicas. 
– El desplazamiento de las partículas es en 
cualquier dirección perpendicular a la dirección 
de propagación (SH y SV) 
– El paso de las ondas S produce un movimiento 
sinusoidal, de cizalla. 
– Su velocidad se expresa con “β” y es menor que 
la velocidad α de las ondas P. 
– Se transmiten sólo a través de SÓLIDOS. 
 En líquidos y gases µ=0 (no cizalladura) y por 
tanto β=0. 
BODY WAVES, ONDAS INTERNAS U ONDAS DE CUERPO (se propagan por el interior de la 
Tierra) 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
Velocidad β es menor que Velocidad α 
→Para Cuerpos Ideales→ 
(ν=0.25) 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
• Se propagan por las capas más superficiales de la Tierra generando un movimiento de 
estas, siendo su amplitud máxima en superficie y nula en grandes profundidades. 
 (Se dice que una onda se ha atenuado cuando la amplitud en un punto es igual a la amplitud inicial entre el 
número “e”) 
 
A=Ao/e= p (profundidad de penetración) y p=0.4 λ 
 
• Son generadas por reflexión de las ondas S y/o P en la superficie libre. 
• Llegan mucho después que las de cuerpo. 
ONDAS de SUPERFICIE (se propagan por la superficie de la Tierra): 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
• Presentan dispersión (las ondas de diferentes frecuencias viajan con diferentes 
velocidades) 
 
 
 
 
• Sonanálogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la Tierra, 
desplazándose a menor velocidad que las ondas de cuerpo. 
• Su baja frecuencia provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas 
de cuerpo y son, por tanto, las ondas sísmicas más destructivas. 
ONDAS de SUPERFICIE (se propagan por la superficie de la Tierra): 
β1 
β2> β1 
Con λ↓, las ondas viajan más lentas y se aproximan a la velocidad del medio β1 
 
Con λ↑, las ondas viajan más rápidas y se aproximan a la velocidad del medio β2 
• Ondas Rayleigh, LR (1985): 
– Movimiento elipsoidal retrógado 
(resultado de las ondas P y SV en 
superficie). 
– Son más lentas que las ondas S. 
 
https://youtu.be/E8EdvapT504 
 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
ONDAS de SUPERFICIE (se propagan por la superficie de la Tierra): 
Velocidad LQ >LR 
https://youtu.be/E8EdvapT504
 
• Ondas Love, LQ (1911): 
– Movimiento de lado a lado, perpendicular a la 
dirección de propagación de la onda. Son ondas 
de cizalla, que oscilan solo en el plano 
horizontal (resultado de las ondas SH en 
superficie). 
– Requieren la existencia de una capa superficial 
de menor velocidad en comparación a las 
formaciones subyacentes o es decir un 
gradiente de velocidad positivo (velocidad se 
incrementa) con la profundidad. 
 Situación que se cumple en la Tierra pues se 
encuentra formado por capas de diferentes 
características físicas y químicas (estratos). 
 
https://youtu.be/moiPaaQYGbc 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
ONDAS de SUPERFICIE (se propagan por la superficie de la Tierra): 
Velocidad LQ >LR 
https://youtu.be/moiPaaQYGbc
Sismógrafo- sismómetro: registra las vibraciones del terreno en dirección N-S, E-W y Z. 
Sismograma: representación gráfica de la vibración en el tiempo. 
• Ondas P (Primeras): Vibran en dirección de propagación (↔). 
• Ondas S (Secundarias): Vibran en cualquier dirección perpendicular a la 
dirección de propagación (↕). 
 Como no se pueden tener sensores en todas las direcciones, sólo se miden las 
componentes SH y SV. 
 
 
 
 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
¿Cómo se observan las ondas en un sismograma? 
• Ondas Rayleigh, LR : Movimiento elipsoidal retrógado (resultado de las ondas P + 
SV). 
• Ondas Love, LQ : Movimiento de cizalla solo en el plano horizontal (resultado de las 
ondas SH). 
 
 
 
 
 
TIPOS DE ONDAS EN TERREMOTOS 
¿Cómo se observan las ondas en un sismograma? 
Z P SV LR 
E-W P SH LR LQ 
N-S P SH LR LQ 
Z 
E-W N-S 
RESUMEN 
Ondas sísmicas 
• Ondas elásticas 
• Para su estudio consideramos el M.A.S 
 
Simplificaciones 
• La TIERRA se divide en CAPAS PARALELAS con características físicas 
HOMOGÉNEAS. 
• La TIERRA es ISÓTROPA. 
• La TIERRA se comporte como ELÁSTICA. 
• El FRENTE DE ONDAS es esférico pero como lo tratamos a cierta distancia lo 
consideramos PLANO. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
RESUMEN 
 
Tipos de ondas producidas en terremoto 
• ONDAS DE INTERNAS , DE CUERPO 
– Ondas P: longitudinales, con movimiento compresivo-extensivo en la misma 
dirección de propagación. ↔ 
– Ondas S: tranversales , con movimiento de cizalla en CUALQUIER dirección 
perpendicular a la de propagación (SV , SH)↕. NO EN LÍQUIDOS. 
• ONDAS DE SUPERFICIE 
– Ondas LR: Movimiento elipsoidal retrógado (resultado de P y SV en 
superficie). 
– Ondas LQ : Ondas de cizalla, oscilan solo en el plano horizontal (resultado de 
SH en superficie). 
 
VP> VS> VLQ> VLR 
https://www.youtube.com/watch?v=qQrfTS2CP4I&app=desktop 
 
 
 
 
 
 
 
 
https://www.youtube.com/watch?v=qQrfTS2CP4I&app=desktop
Sesión 1 
 
• 1. GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA 
– 1.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 
– 1.2. DERIVA CONTINENTAL 
– 1.3. EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS 
– 1.4. TECTÓNICA DE PLACAS 
 
• 2. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS: FALLAS 
– 2.1. DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN 
– 2.2. EJEMPLOS DE FALLAS 
– 2.3. REBOTE ELÁSTICO (Terremoto de S. Francisco) 
 
• 3. TERREMOTOS. DISTRIBUCIÓN Y LOCALIZACIÓN 
– 3.1. SISMO O TERREMOTO 
– 3.2. SISMICIDAD GLOBAL 
– 3.3. CLASIFICACIÓN DE LOS TERREMOTOS 
– 3.4. TERREMOTOS HISTÓRICOS 
 
 
 
Sesión 2 
 
 4. ONDAS QUE SE PRODUCEN EN LOS 
TERREMOTOS 
◦ 4.1. TEORIA DE LA ELASTICIDAD 
◦ 4.2. PARÁMETROS DE LAS ONDAS 
◦ 4.3. TIPOS DE ONDA EN TERREMOTOS (P, 
S, LR, LQ) 
 
 5. MEDIDAS DE LOS TERREMOTOS 
◦ 8.1. INTENSIDAD Y MAGNITUD. RELACIÓN 
◦ 8.2. ENERGÍA LIBERADA 
◦ 8.3. FRECUENCIA 
◦ 8.4. SISMÓGRAFOS 
 
 
 INTRODUCCIÓN 
◦ DEFINICIÓN SISMO Y SISMOLOGÍA 
◦ REVISIÓN HISTÓRICA 
 
 
INTENSIDAD Y MAGNITUD 
Tamaño de un terremoto se puede medir: 
 
• Por la INTENSIDAD: es subjetiva. Valora los efectos, los daños, que provoca un 
terremoto a partir de medidas con acelerómetros (“% g”: buena referencia del daño). 
 
– Escalas: Mercalli, Mercalli Modificada (12 intensidades, I-XII), MSK (Medredev-
Sponheuer-Karnik) , European Macrosismic Scale. 
 
– Mapas de isosismicidad: referidos a un terremoto en exclusiva y los daños que 
provoca. 
 
– Mapas de riesgo sísmico: basados en terremotos pasados y estudios de 
características del terreno. (en % de g). Llevan implícita una probabilidad 1/10 para 
un T= 50 años. 
 
• Por la MAGNITUD: es objetiva. Mide la A de las ondas a partir de sismogramas 
y también tiene en cuenta la distancia al foco, Δ. 
 (La A es fácil de medir y se sabe como evoluciona y atenúa con la distancia). 
 
 
 
 
 
MAGNITUD 
Magnitud Local (Richter): 
ML=log (Amáx)-2.48+2.76log (Δ) 
 
Nos da las mayores amplitudes a 100 Km del epicentro. 
1ª ESCALA PARA MEDIR LOS TERREMOTOS DE CALIFORNIA. LIMITACIONES 
No válido para terremotos lejanos o cercanos pero grandes ya que estos dan frecuencias bajas. 
Da el daño que puede sufrir un edificio. Óptimo para ingeniería pero no para la ciencia 
Mínima: ML=-2 (limitación sismómetros actuales). 
Máxima: ML< 9 (mayor terremoto registrado). 
 
Magnitud de las ondas de superficie: 
 
MS= log (As/T) +1.66log (Δº) +3.3 
 
Para ondas de superficie (baja frecuencia y alto periodo). 
Para terremotos superficiales (<50km y Δº>20º). 
Máxima MS= 8.6 (Alaska, 1964). 
MAGNITUD 
 
Magnitud de las ondas de cuerpo: 
 
mb=log (AP/T)+0.01 Δº+5.9 (AP →T≈1 seg) 
 
mB=log (AP,S/T)+0.01 Δº+5.9 (AP, S la que se mayor →T≈4-20seg) 
 
Para terremotos de profundidad >50 km. 
 
 
 
 
 
 
MAGNITUD 
ML=log (Amáx)-2.48+2.76log (Δ) 
 
(No válido para terremotos lejanos o cercanos pero grandes) 
 
MS= log (As/T) +1.66log (Δº) +3.3 
 
(Para terremotos superficiales) 
 
 
mb=log (AP/T)+0.01 Δº+5.9 (AP →T≈1 seg) 
mB=log (AP,S/T)+0.01 Δº+5.9 (AP, S la que se mayor →T≈4-20seg) 
 
(Para terremotos de profundidad >50 km) 
 
• MS y mb se formularon para que fueran compatibles con ML: 
 
Las A varían con la frecuencia por lo que solo para terremotos pequeños podemos usar los 3 
modelos indistintamente . 
 
• MS y mb son más compatibles pero también hay limitaciones: 
 
Las dos escalas se saturan (aunque el terremoto aumente, no lo hace la A) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
MAGNITUD 
Momento sísmico: 
 
Mo=µ s F (µ Módulo de rigidez, s deslizamiento, F área) 
 
 Mide la energía disipada en toda el área de una falla movida durante un terremoto. 
 
Magnitud del Momento: 
Mw= 2/3 log (Mo)-6 
 
 Para medir grandes terremotos. 
 
 
 
 
 
 
Imáx= 1.5 Ms-1.8 log(h)+1.7 
 
 
Para medir terremotos poco profundos (<50 km) 
 
 
 
 
 
*Estas fórmulas son empíricas, 
basadas en la experiencia por lo que los 
resultados deben tomarse como aproximados. 
 
MAGNITUD 
ENERGÍA 
 
• La energía liberada en un terremoto viene dada por su 
magnitud: 
 
– La EαA2 
– Las escalas de magnitud se miden en logA. 
 
Log E= 4.4 + 1.5 Ms 
 
Log E= 5.24 + 1.44 Ms (si Ms>5) 
 
(E en julios) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
*Estas fórmulas son empíricas, 
basadas en la experiencia por lo que los 
resultados deben tomarse como aproximados. 
 
FRECUENCIA 
 
• En 1954 se hace un estudio de los terremotos ocurridosentre 1918-1945 
encontrándose que: 
 
– Los terremotos de Ms=4-4.9 eran del orden de 6.000 
– Los terremotos de Ms=6-6.9 eran del orden de 100. 
– Cuanto mas pequeño era un terremoto: más frecuentes. 
 
• La frecuencia anual de los terremotos con un magnitud dada (N) es una recta: 
 
log N=a-b Ms 
 
 
 
 
 
 
lo
gN
 
Ms 
 
•“a” es el valor la ordenada en el origen con valores 
entre 8 y 9 . 
 
•“b” la pendiente con valor 1 si es material fracturado 
que no soporta grandes esfuerzos o 0.5 si es una región 
más rígida. 
 
*Estas fórmulas son empíricas, 
basadas en la experiencia por lo que los 
resultados deben tomarse como aproximados. 
 
¿Cómo se observan las ondas en un sismograma? 
Z P SV LR 
E-W P SH LR LQ 
N-S P SH LR LQ 
Z 
E-W N-S 
Compresión : SURCO 
Extensión: PICO 
 
Mw = 6,5. Terremoto se localizó en la dorsal atlántica a unos 6.000 km de distancia 
epicentral aproximadamente. 
 
Estación: Sierra de Pie de Palo (Argentina). 
 
¿Cómo se observan las ondas en un sismograma? 
Z P SV LR 
E-W P SH LR LQ 
N-S P SH LR LQ 
Z 
E-W N-S 
Compresión: SURCO 
Extensión: PICO 
 
Tamaño de un terremoto: 
• INTENSIDAD: es subjetiva. Valora los efectos, los daños, que provoca un terremoto a partir de 
medidas con acelerómetros (“% g”: buena referencia del daño). 
– Escalas: Mercalli, Mercalli Modificada (12 intensidades, I-XII), MSK (Medredev-Sponheuer-
Karnik) , European Macrosismic Scale. 
• MAGNITUD: es objetiva. Mide la A de las ondas a partir de sismogramas y también tiene en 
cuenta la distancia al foco, Δ. 
– Magnitud Local Ritcher ML 
No válido para terremotos lejanos o cercanos pero grandes ya que estos dan frecuencias 
bajas. 
Da el daño que puede sufrir un edificio. 
– Magnitud de las ondas de superficie MS 
Para ondas de superficie (baja frecuencia y alto periodo). 
Para terremotos superficiales (<50km y Δº>20º). 
 
 
 
 
RESUMEN 
– Magnitud de las ondas de cuerpo mB 
 Para terremotos de profundidad >50 km. 
MS y mb se formularon para que fueran compatibles con ML: 
Las A varían con la frecuencia. 
Solo para terremotos pequeños podemos usar los 3 modelos indistintamente . 
MS y mb son más compatibles pero también hay limitaciones: 
Las dos escalas se saturan. 
(aunque el terremoto aumente, no lo hace la A) 
 
 
 
 
RESUMEN 
Energía de un terremoto (cont.) : 
• MAGNITUD: es objetiva. Mide la A de las ondas a partir de sismogramas y también 
tiene en cuenta la distancia al foco, Δ. 
– Momento sísmico, Mo 
 Mide la energía disipada en toda el área de una falla movida durante un 
terremoto. 
– Magnitud del Momento, MW 
 Para medir grandes terremotos. 
Relación Intensidad- Magnitud, I- MS 
Para medir terremotos poco profundos (<50 km) 
Energía de un teremoto, E: Viene dada por la magnitud, MS 
Frecuencia de los terremotos, N: Viene dada por la magnitud, MS 
 
 
 
 
RESUMEN 
 
La mayoría de las fórmulas son empíricas, basadas en la experiencia por lo que los resultados deben 
tomarse como aproximados 
 
Sismógrafos: Conjunto de instrumentos detectan y registran las ondas generadas por terremotos o 
pequeños temblores. 
• Sismómetro: sensor que detecta el movimiento. Sismograma: registro gráfico del terremoto. 
• ALTO PERIODO ( ↑To ↓ ωo ): 10-100 s 
• BAJO PERIODO ó ACELERÓMETRO (↓ To v ↑ ωo ): 0,1-1 s 
• BANDA ANCHA (resuelven el ruido, T=1-10 s) 
 
 
 
 
 
 
 
 
RESUMEN 
Z P SV LR 
E-W P SH LR LQ 
N-S P SH LR LQ 
Z 
E-W 
N-S